MAPA GEOLÓGICO DE ESPAÑA
Escala 1:50.000
SE INCLUYE MAPA GEOMORFOLÓGICO A LA MISMA ESCALA
QUINTANAR DE LA ORDEN
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Impresión: Cianoplan, S. L.
Ninguna parte de este libro y mapa puede ser reproducida o transmitida en cualquier forma o por cualquier medio, electrónico o mecánico, incluido fotocopias, grabación o por cualquier sistema de almacenar información sin el previo permiso escrito del autor y editor.
© Instituto Geológico y Minero de España
Ríos Rosas, 23. 28003 Madrid www.igme.es
NIPO: 728-15-021-9 ISBN: 978-84-7840-970-9 Depósito legal: M-23034-2015
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El Mapa Geológico y Memoria explicativa de Quintanar de la Orden (688) han sido realizados, durante los años 1998, 1999 y 2000 por el Instituto Geológico y Minero de España, habiendo intervenido los siguientes autores:
Mapa Geológico:
I. Gil Peña (IGME) F.J. Rubio Pascual (IGME) M.J. Montes Santiago (IGME)
Mapa Geomorfológico:
F.J. Rubio Pascual (IGME)
Memoria:
Estratigrafía: M.J. Montes Santiago (Neógeno) (IGME), I. Gil Peña (Mesozoico y Paleógeno) (IGME)
Estructura y Tectónica: I. Gil Peña (IGME) Geomorfología: F.J. Rubio Pascual (IGME) Hidrogeología: L. Galán (IGME)
Recursos Minerales: V. Vivar (IGME), J. Rubio (IGME) y J.M. Baltuille (IGME)
Han colaborado en aspectos parciales:
Estratigrafía: M.J. Montes Santiago (IGME) Sedimentología: M.J. Montes Santiago (IGME)
Petrografía: M.J. Montes Santiago (IGME) y A. del Olmo (IGME) Micropaleontología: L. Granados
Edafología: A. Álvarez, M.P. Carral y R. Jiménez
Dirección y supervisión:
A. Martín-Serrano (IGME) A. García Cortés (IGME)
Edición:
G. Romero Canencia (IGME) L.F. Miguel Cabrero (IGME) A. Muñoz Moreno (IGME)
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Se pone en conocimiento del lector que en el Centro de Documentación del IGME existe para su consulta una documentación complementaria de esta Hoja y Memoria constituida por:
-Muestras y sus correspondientes preparaciones.
-Informes petrográficos, micropaleontológicos y sedimentológicos de dichas muestras. -Columnas estratigráficas de detalle.
-Álbum de fotografías y demás información varia. -Informe edafológico
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Í N D I C E
1. INTRODUCCIÓN ... 9
1.1. SITUACIÓN GEOGRÁFICA ... 9
1.2. ENCUADRE GEOLÓGICO ... 10
2. ESTRATIGRAFÍA ... 12
2.1. MESOZOICO ... 12
2.1.1. Jurásico ... 12
2.1.1.1. Calizas micríticas, oolíticas y bioclásticas (1). Fm Carbonatada de Chelva. Toarciense-Dogger ... 13
2.1.2. Cretácico Inferior ... 14
2.1.2.1. Dolomías margosas, arcillas y margas abigarradas (2). Brechas carbonatadas (3). Facies Weald. Barremiense? ... 15
2.1.2.2. Arenas y areniscas silíceas y arcillas versicolores (4). Fm Arenas de Utrillas. Albiense-Cenomaniense ... 16
2.1.3. Cretácico Superior ... 16
2.1.3.1. Dolomías y margas (5). Fms Margas de Chera, Dolomías de Alatoz y Dolomías de Villa de Ves. Cenomaniense ... 17
2.1.3.2. Margas y dolomías (6). Fms Margas de Casa Medina, Dolomías de la Ciudad Encantada (6a) y Margas de Alarcón. Cenomaniense superior-Santoniense inferior ... 18
2.1.3.3. Calizas, margas y arcillas (7). Fm Calizas y brechas calcáreas de la Sierra de Utiel. Santoniense-Campaniense ... 19
2.1.3.4. Arcillas, margas y yesos (8). Campaniense-Eoceno inferior ... 20
2.2. CENOZOICO ... 21
2.2.1. Paleógeno ... 22
2.2.1.1. Arenas blancas, conglomerados y arcillas (9).Unidad Detrítica Inferior. Eoceno inferior-Oligoceno superior ... 22
2.2.2. Paleógeno-Neógeno ... 22
2.2.2.1. Conglomerados poligénicos, areniscas y arcillas rojas (10). Conglomerados calcáreos rojos y arcillas (11). Unidad Detrítica Superior. Oligoceno superior-Mioceno inferior (Ageniense) ... 22
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2.2.3. Neógeno. Mioceno y Plioceno de la Cuenca de Madrid ... 23
2.2.3.1. Mioceno. Unidad Intermedia ... 25
2.2.3.1.1. Brechas, conglomerados polimícticos anaranjados, areniscas y limos rojos (12). Aragoniense medio-Vallesiense ... 25
2.2.3.1.2. Arcillas y limos arenosos rojizos (13). Paleosuelo carbonatado (13a). Areniscas y lutitas rojas (13b). Limos arenosos calcificados (13lc). Aragoniense medio-Vallesiense ... 26
2.2.3.1.3. Margas verdes, margocalizas y yesoarenitas (14). Aragoniense medio-superior ... 28
2.2.3.1.4. Margas y margocalizas blancas (15). Aragoniense medio-superior ... 29
2.2.3.1.5. Calizas micríticas beige (16). Aragoniense superior ... 29
2.2.3.2. Mioceno. Unidad Superior ... 30
2.2.3.2.1. Microconglomerados y areniscas cuarcíticas (17). Turoliense superior-Rusciniense ... 30
2.2.3.2.2. Margas blancas con niveles de margocalizas (18). Turoliense superior-Rusciniense ... 31
2.2.3.2.3. Calizas micríticas y margas blancas (19). Calizas del Páramo. Turoliense superior-Rusciniense ... 32
2.2.3.3. Plioceno ... 33
2.2.3.3.1. Conglomerados y lutitas rojas (20). Plioceno superior (Villafranquiense)-Pleistoceno ... 33
2.2.4. Cuaternario ... 34
2.2.4.1. Gravas y arenas (21). Terrazas. Pleistoceno inferior ... 34
2.2.4.2. Gravas y arenas (22). Terrazas. Pleistoceno medio ... 34
2.2.4.3. Gravas y arenas (23). Terrazas. Pleistoceno superior ... 35
2.2.4.4. Limos y arenas amarillas (24). Manto eólico. Pleistoceno superior-Holoceno ... 35
2.2.4.5. Arenas, limos y gravas (25). Conos de deyección. Pleistoceno superior-Holoceno ... 35
2.2.4.6. Limos rojos (26). Fondos de dolina. Pleistoceno Holoceno ... 36
2.2.4.7. Limos negros y yesos blancos (27). Llanura de inundación. Holoceno ... 36
2.2.4.8. Limos y cantos (28). Coluvión. Holoceno ... 36
2.2.4.9. Limos negros (29). Fondos endorreicos. Holoceno ... 36
2.2.4.10. Arenas y limos pardos con cantos (30). Fondo de valle. Holoceno ... 36
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3. TECTÓNICA ... 37
3.1. DESCRIPCIÓN DE LA ESTRUCTURA ... 38
3.1.1. Dominio de Altomira ... 38
3.1.2. Dominio de la Cuenca de Madrid ... 39
4. GEOMORFOLOGÍA ... 42
4.1. ANÁLISIS MORFOGRÁFICO ... 42
4.1.1. Estudio Morfoestructural ... 42
4.1.2. Estudio del Modelado ... 42
4.1.2.1. Formas estructurales ... 42
4.1.2.2. Formas de ladera ... 43
4.1.2.3. Formas fluviales ... 43
4.1.2.4. Formas poligénicas ... 44
4.1.2.5. Formas eólicas ... 44
4.1.2.6. Formas endorreicas ... 45
4.1.2.7. Formas kársticas ... 45
4.1.2.8. Formas antrópicas ... 45
4.2. EVOLUCIÓN DINÁMICA ... 45
4.3. PROCESOS ACTUALES ... 46
5. HISTORIA GEOLÓGICA ... 47
6. INFORMACIÓN DEL SUBSUELO ... 52
6.1. INFORMACIÓN PETROLÍFERA ... 52
6.2. SONDEOS HIDROGEOLÓGICOS ... 53
7. GEOLOGÍA ECONÓMICA ... 55
7.1. HIDROGEOLOGÍA ... 55
7.1.1. Características climatológicas ... 57
7.1.2. Hidrología superficial ... 59
7.1.3. Características hidrogeológicas ... 60
7.1.3.1. Unidad Hidrogeológica 04.01. Sierra de Altomira ... 60
7.1.3.2. Unidad Hidrogeológica 04.02. Lillo - Quintanar ... 70
7.1.3.3. Unidad Hidrogeológica 04.03. Consuegra - Villacañas ... 74
7.2. RECURSOS MINERALES ... 77
7.2.1. Rocas y Minerales Industriales ... 77
8. PATRIMONIO NATURAL GEOLÓGICO. PUNTOS DE INTERÉS GEOLÓGICO (P.I.G.) ... 79
8.1. DESCRIPCIÓN Y TIPO DE INTERÉS DE LOS P.I.G. ... 79
9. BIBLIOGRAFÍA ... 80
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1. INTRODUCCIÓN
1.1. SITUACIÓN GEOGRÁFICA
La Hoja de Quintanar de la Orden se sitúa en la Comunidad Autónoma de Castilla-La Mancha, a caballo entre las provincias de Toledo (O) y Cuenca (E), en el borde septentrional de la llanura manchega.
La mayor parte de la Hoja carece de relieves topográficos importantes, encontrándose los máximos desniveles en la zona oriental, donde la cota máxima alcanza los 891 m. Las cotas inferiores se localizan en el SO de la Hoja con altitudes en torno a los 660 m. En general el gradiente medio topográfico no supera los 100 m, estando comprendida la mayor parte del área cartografiada entre 680 y 820 m. Con este rango de cotas, la llanura es el paisaje dominante.
La red de drenaje dentro de la Hoja discurre con una dirección general NE-SO en la que se orienta el río Cigüela, vía de aguas principal en el ámbito cartográfico. A este cauce se unen otros afluentes, cuyo caudal es mínimo durante la mayor parte del año. Los arroyos procedentes de las elevaciones topográficas orientales, de orientación E-SO principalmente, se suman a la dirección de drenaje principal. Estos arroyos, de igual manera, presentan escaso flujo acuoso.
La población se encuentra concentrada en núcleos de población de relativa importancia tales como Quintanar de la Orden, capital industrial y comercial de la zona, La Puebla de Almoradiel, Mota del Cuervo, Miguel Esteban y El Toboso. Dichas poblaciones se sitúan próximas entre sí y entre ellas existen buenas comunicaciones por carretera, que poseen una configuración radial, siendo el centro de dicha red, Quintanar de la Orden. La carencia de vías revestidas donde no existen núcleos de población se suple con una buena red de pistas agrícolas.
La actividad económica principal es la agricultura, destacando el cultivo de la vid y los cereales. Dada las características topográficas de la Hoja, sin relieves importantes, dicha actividad agrícola condiciona en gran medida los trabajos geológicos, pues según la época del año, la apreciación de los materiales puede ser significativa o prácticamente nula. Esto se debe a que gran parte de las observaciones se realizan en campos de cultivo, los cuales ocupan una porción prominente de la superficie total estudiada, y habitualmente las diferenciaciones de las unidades cartográficas dependen del cambio de color que los materiales presentan. Estos cambios, a menudo sutiles, son difícilmente apreciables cuando los cereales, las vides y en general la vegetación, están en pleno apogeo (primavera y comienzo de verano). Por contra, a finales del otoño y en invierno, la definición en la apreciación geológica aumenta sensiblemente, gracias a que los campos se encuentran roturados y los sarmientos podados, y por consiguiente despejados para su observación. La mayor parte de la cartografía de la presente Hoja se ha realizado en esta última época del año.
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1.2. ENCUADRE GEOLÓGICO
La presente Hoja se localiza geológicamente en la región centro-oriental de la cuenca del Tajo. Esta última junto con las del Duero y Ebro constituye una de las grandes cuencas continentales interiores de la Península Ibérica. Al igual que las otras cuencas citadas, la Cuenca del Tajo contiene un registro prácticamente completo de depósitos paleógenos y neógenos.
Entre los antecedentes regionales más importantes cabe destacar los siguientes. SÁNCHEZ SORIA, P. (1973) realizó la cartografía y el estudio estratigráfico y estructural de la mitad meridional de la Sierra de Altomira. GARCÍA ABBAD, F. (1978) aborda problemas estratigráficos, geomorfológicos y tectónicos de una amplia zona situada al E-SE del sector estudiado. En el libro de las cuencas terciarias de España (FRIEND y DABRIO 1996) se encuentra una síntesis del cenozoico de las cuencas de Madrid y Depresión Intermedia, ambas constituyentes de la cuenca del Tajo. La tesis doctoral de MUÑOZ MARTÍN, A. (1997) interpreta la estructura del sector norte de la Sierra de Altomira, cuantificando el acortamiento alpino y estableciendo la evolución geodinámica de este área desde el Oligoceno hasta la actualidad. La información del subsuelo de la región fue recopilada e interpretada por QUEROL, R. (1989) e ITGE (1990); hay que señalar que esta información se refiere exclusivamente al sector septentrional y central de la Sierra de Altomira y cuencas del Tajo y Depresión Intermedia, siendo nula la información en la Hoja de Quintanar de la Orden. Aquí, la única referencia del subsuelo es la derivada de los numerosos sondeos de investigación hidrogeológica recopilados en la base documental del IGME. Para antecedentes de aspectos más concretos, ver los capítulos correspondientes de esta memoria.
La cuenca del Tajo se caracteriza desde un punto de vista estructural como una cuenca intraplaca generada por la deformación alpina, con una evolución morfotectónica condicionada por el rejuego de los accidentes o fracturas tardihercínicas (PORTERO, J.M. y AZNAR, 1984; VEGAS, R. et al., 1986). La formación de la cuenca guarda relación con las compresiones alpinas que actúan sobre el Macizo Hespérico, contribuyendo a la individualización del Sistema Central en el Eoceno-Oligoceno (ÁLVARO, M. et al., 1979; PORTERO, J.M. y AZNAR, 1984; WARBURTON, J. y ÁLVAREZ, C., 1989). Durante el Oligoceno superior-Mioceno inferior tuvo lugar el emplazamiento, en forma de gran cabalgamiento, de la Sierra de Altomira, la cual disecta de norte a sur la cuenca, pudiéndose distinguir de esta manera entre la cuenca de Madrid, al O de la citada sierra, y la depresión Intermedia o cuenca de Loranca al E. Esta última queda así como una cuenca de tipo “piggy-back”. La Hoja de Quintanar de la Orden, se sitúa de forma más precisa, en el extremo de las estribaciones más meridionales de dicha Sierra de Altomira (Sierra de Almenara).
Una vez individualizada, la evolución estructural de la cuenca del Tajo, en particular a lo largo del Neógeno, viene determinada por el movimiento de las fracturas, verticales a inversas de alto ángulo, salvo en el caso de la Sierra de Altomira, que limitan los bordes. Dicho movimiento no es homogéneo, para un mismo lapso temporal, en los diferentes bordes de la cuenca ni, incluso, dentro de un mismo margen (CALVO, J.P. et al., 1989; MUÑOZ MARTÍN, A. y DE VICENTE, G., 1998), hecho que incide directamente en la evolución vertical, envergadura y penetración de los sistemas aluviales asociados a estos márgenes.
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La cuenca del Tajo aparece limitada, como resultado de la evolución estructural antes apuntada, por márgenes espacialmente heterogéneos: segmentos del orógeno varisco reciclado en el ciclo alpino (Sistema Central, Montes de Toledo), cadenas alpinas donde aparecen implicadas formaciones mesozoicas y paleógenas (Cordillera Ibérica en su rama castellana) y mantos ascendidos (lineación de Altomira). Todo ello condiciona una neta variabilidad en cuanto a la composición de las áreas fuente, que incide en la litología de los terrígenos que componen los sistemas aluviales, así como en la de los depósitos lacustres (CALVO, J.P. et al., 1989).
Desde un punto de vista paleolatitudinal, la posición de la cuenca Tajo, en el contexto general de la placa Ibérica, fue bastante similar a lo largo del Cenozoico, a la que presenta en la actualidad (SMITH et al., 1981). Por su parte la posición paleogeográfica de la cuenca para ese período queda resumida en UCHUPI, E. (1988). Un hecho a anotar es que el registro sedimentario de la cuenca ha sufrido escasas modificaciones en relación con el presumiblemente inicial. Esta constatación es en todo válida para la parte alta del Cenozoico (Mioceno medio y superior), donde dentro del registro sedimentario puede ser reconstruida de forma precisa la arquitectura de los sistemas deposicionales y la paleomorfología de los márgenes, y asumible en buena parte para el Oligoceno y Mioceno inferior, aunque la posibilidad de observación de los depósitos correspondientes a este período es más limitada.
Las condiciones paleoclimáticas existentes en la cuenca del Tajo durante el Mioceno vienen definidas por criterios de la fauna paleomastológica (LÓPEZ MARTÍNEZ, N. et al., 1987) así como por las asociaciones de facies y mineralogía de los depósitos. Las evidencias geoquímicas (isótopos) son reducidas (ORDÓÑEZ, S. et al., 1983, 1987; CALVO, J.P. et al., 1990) y se centran fundamentalmente en sedimentos del Mioceno medio (carbonatos) y del Mioceno inferior (evaporitas). La agrupación de estos criterios sugiere en términos globales unas condiciones climáticas secas y cálidas para la mayor parte del Mioceno inferior y medio, con sesgo hacia clima más húmedo y frío durante el Vallesiense. Durante el Turoliense, la asociación de facies observada en la cuenca, con predominio de facies lacustres de agua dulce, sugiere la existencia de condiciones climáticas relativamente húmedas, hecho que sin embargo, contrasta con el carácter cálido y seco indicado para el clima de la Península Ibérica durante este periodo (LÓPEZ MARTÍNEZ, N. et al., 1987).
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2. ESTRATIGRAFÍA
En esta Hoja afloran materiales cuya edad se encuentra comprendida entre el Jurásico inferior-medio y la actualidad, dominando en afloramiento la serie cenozoica. Tanto en la serie mesozoica como en la cenozoica se observan algunas lagunas estratigráficas debidas en parte a no sedimentación y en parte a erosión. Afloramientos cercanos y la información de sondeos constatan la presencia en el subsuelo de Jurásico inferior, Keuper (nivel de despegue regional) y series triásicas solidarias con el basamento (Buntsandstein y Muschelkalk).
2.1. MESOZOICO
2.1.1. Jurásico
El Jurásico de la Hoja de Quintanar de la Orden (688) se encuentra representado por una sucesión de rocas carbonatadas que equivalen a los términos más altos del Jurásico aflorante en la región de Altomira-La Mancha. El mejor afloramiento en esta región se sitúa en la Hoja de Palomares del Campo (633), en las hoces del río Cigüela, al sur de la población de Saelices. Este corte fue estudiado por SÁNCHEZ SORIA, P. y PIGNATELLI GARCÍA, R. (1967), GAIBAR-PUERTAS, C. y GEYER, O. (1969) y VIALLARD (1973). En la memoria de la hoja MAGNA de Palomares del Campo (633) se encuentra la descripción detallada de la misma, reconociéndose las Fms Carniolas de Cortes de Tajuña, Calizas y Dolomías tableadas de Cuevas Labradas y Fm Carbonatada de Chelva que abarcan desde el Lías inferior hasta un probable Dogger. La potencia de la serie es del orden de 200 m. La definición formal de las unidades reconocibles en el área corresponde a GOY, A. et al. (1976) y GÓMEZ, J.J. (1979).
Tradicionalmente desde los trabajos de RICHTER, G. y TEICHMULLER, R. (1933) la mayor parte de los autores que han trabajado en este área han atribuido los afloramientos jurásicos al Lías. Sin embargo SÁNCHEZ SORIA, P. y PIGNATELL GARCÍA, R. (1967) y SÁNCHEZ SORIA, P. (1973) señalan que pueden existir sedimentos del Jurásico medio e incluso superior. Hasta el momento, no ha sido posible acotar de forma fiable el alcance del hiato de la parte superior del Jurásico, debido a que este Jurásico presenta facies de plataforma somera y de ambiente restringido en las que no abundan los fósiles con valor bioestratigráfico.
La serie jurásica desaparece inmediatamente al oeste de Altomira, bajo los sedimentos terciarios de la Cuenca de Madrid. No se conoce a que es debido esta desaparición progresiva de la serie jurásica en el sector occidental de la Ibérica, atribuyéndose bien a falta de depósito o bien a procesos erosivos intracretácicos (MORILLO-VELARDE GÓMEZ-BRAVO, M.J. y MELÉNDEZ HEVIA, F., 1979).
De las unidades jurásicas descritas en el río Cigüela únicamente se ha identificado en la Hoja la presencia de la Fm Carbonatada de Chelva (Toarciense-Dogger). Esta aflora en el sector oriental de la Hoja formando el núcleo de una serie de anticlinales. Aunque ocupa una extensión relativamente importante, no existen cortes buenos de la misma al encontrarse los afloramientos arrasados.
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2.1.1.1. Calizas micríticas, oolíticas y bioclásticas (1). Fm Carbonatada de Chelva. Toarciense-Dogger
Únicamente se ha reconocido el tramo superior de los atribuidos a esta unidad en la Hoja de Palomares del Campo-633. Se reconoce en cortes parciales en los taludes de las carreteras y caminos vecinales y ha sido estudiada en tres perfiles levantados en Mota del Cuervo, Casa de Don y El Toboso.
El espesor de esta unidad es imposible de medir en esta zona debido a que no aflora su base dentro de la Hoja, además de encontrarse replegada y arrasada y que su techo se encuentra erosionado por los depósitos del Cretácico inferior en facies Weald. Como única aproximación dentro de la Hoja se tiene los 65 m medidos en la columna de Mota del Cuervo, lo que da el espesor mínimo de la misma. Regionalmente este conjunto se apoya sobre un tramo constituido por calizas micríticas que en Hojas próximas (Palomares del Campo-633, Villarejo de Fuentes-661, Belmonte-689) ha sido incluido en esta misma unidad presentando en conjunto un espesor del orden de 100 m. A partir de datos de sondeos hidrogeológicos (ver capítulo de geología del subsuelo) se comprueba que este tramo carbonatado superior del Jurásico tiene una potencia del orden de 110 m y se apoya sobre una unidad de margas rojas y arcillas verdes.
Esta unidad es fundamentalmente carbonatada, aunque hacia techo aparecen capas de arcillas y margas de algunos metros de espesor. Los sedimentos carbonatados son principalmente dolomías tableadas, de aspecto micrítico que con frecuencia están karstificadas. También se encuentran capas de calizas oolíticas y bioclásticas ricas en moluscos y crinoideos. En el Toboso, así como en varios afloramientos de la carretera de Quintanar de la Orden a Los Hinojosos, encontramos únicamente brechas dolomíticas.
Las estructuras sedimentarias que se observan en las dolomías tableadas son laminaciones algales, costras ferruginosas y, con frecuencia, fuerte bioturbación. En las calizas oolíticas, a su vez, se comprueba la presencia de bases erosivas, estratificación cruzada, “hard grounds” y bioturbación perforante.
Las dolomías tableadas se organizan en cuerpos de 4 a 6 m, separados por capas decimétricas de margas grises. Hacia techo de los perfiles aparecen intercalaciones margosas con espesores métricos. En las dolomías se observa una fina alternancia de cristales de dolomicrita y doloesparita, siendo relativamente frecuentes procesos diagenéticos que dan lugar a calcificaciones, dolomitizaciones secundarias y karstificaciones.
Las calizas oolíticas y bioclásticas están parcialmente dolomitizadas y se muestran como capas de 0,5 m. de espesor, superpuestas unas con otras o separadas por niveles centimétricos de margas. Son secuencias generalmente granodecrecientes, la base es erosiva y el techo lo forma una costra ferruginosa o “hard ground” con perforaciones biogénicas. Las calizas oolíticas son oomicritas y ooesparitas. En el núcleo de los oolitos se observan foraminíferos y trozos de moluscos.
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La sedimentación de este tramo litológico se llevó a cabo en un medio que variaba de supramareal a intermareal para las dolomías tableadas, mientras que las calizas oolíticas son propias de un ambiente marino más profundo y de mayor energía, el cual variaba desde zonas próximas a la costa (áreas de “shoreface”) donde se forman las barras oolíticas, a zonas más alejadas (áreas de “offshore”); en este último ambiente se formaron los “hard ground”, que señalan discontinuidades estratigráficas de cierta importancia.
Los restos fósiles vistos, localmente abundantes, corresponden a restos de foraminíferos, crinoideos, moluscos, braquiópodos, gasterópodos, bivalvos, ostreidos, corales y algas. No se conocen datos que aclaren definitivamente la edad de esta unidad, pero en el corte del Cigüela se ha constatado la similitud del tramo superior de la serie jurásica con la parte inferior de la Fm carbonatada de Chelva (GÓMEZ, J.J. y GOY, A., 1979). Esto permite atribuirle una edad Toarciense-Dogger.
2.1.2. Cretácico Inferior
El Cretácico en esta Hoja aflora en el sector oriental, formando los flancos de anticlinales de núcleo Jurásico. Se apoya sobre los depósitos carbonatados del Jurásico inferior-medio.
Los materiales cretácicos más antiguos reconocidos en la Hoja corresponden a depósitos continentales en facies Weald. El contacto con el Jurásico infrayacente es una discordancia a escala regional, pudiendo aparecer sobre distintos términos de la serie jurásica. Otra discordancia de importancia regional es la situada en la base de la Fm Arenas de Utrillas. Sobre las arenas de Utrillas se disponen las margas y carbonatos de plataforma del Cretácico Superior. Las unidades reconocidas en la Sierra de Altomira coinciden aproximadamente con las definidas en la Cordillera Ibérica Suroccidental por VILAS, L. et al. (1982), pero presentan ciertas peculiaridades como por ejemplo un fuerte adelgazamiento de espesores.
Aunque el ciclo regresivo del Cretácico superior culmina bien entrado el Paleógeno, los depósitos asociados a la etapa final de este ciclo (facies Garum o Fm Calizas y margas de Sierra Perenchiza) también se incluirán en el capítulo correspondiente al Cretácico, iniciándose el correspondiente al Terciario con la primera unidad Paleógena netamente continental.
De los cortes realizados de la serie cretácica destaca el de Mota del Cuervo por presentar el afloramiento continuo de toda la serie Cretácica y observarse tanto el paso del Jurásico al Cretácico como el del Cretácico al Cenozoico. Este corte es conocido desde antiguo y ha sido estudiado por diversos autores (MARTÍNEZ PEÑA, I., 1956; FONTBOTÉ, J.M. y RIBA, O., 1956; SÁNCHEZ SORIA, P., 1973; VIALLARD, 1973; FERNÁNDEZ CALVO, C. et al., 1979).
El Cretácico Inferior está integrado por dos conjuntos sedimentarios, las facies Weald y la Formación Arenas de Utrillas, separados por una discordancia erosiva.
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2.1.2.1. Dolomías margosas, arcillas y margas abigarradas (2). Brechas carbonatadas (3). Facies Weald. Barremiense?
Los materiales que atribuimos a las facies Weald, han sido descritos en otros trabajos como jurásicos, identificándose como Jurásico medio-superior los depósitos de naturaleza calco-margosa que suelen aparecer en la base de la serie y a la formación Carniolas de Cortes de Tajuña los tramos brechoides. Sin embargo las siguientes características cartográficas, estratigráficas y sedimentológicas regionales permiten asignar a estos materiales una edad Cretácico Inferior, como ya fue sugerido por MARTÍNEZ PEÑA (1956): Contacto mediante una costra ferruginosa con los sedimentos claramente jurásicos, presencia de margas y arcillas coloreadas con huellas de raíces, existencia de finas capas de yeso, aspecto brechoidal de algunas rocas carbonatadas, presencia de charáceas y ostrácodos y tránsito a las arenas de Utrillas mediante una superficie erosiva.
Las facies Weald están bien representadas en el anticlinorio de Los Hinojosos-Cuevas del Granero, mientras que en los anticlinales de la zona sur de la hoja su identificación se dificulta por la menor potencia o incluso ausencia de esta unidad y por las deficientes condiciones de afloramiento, al encontrarse por lo general cubierta por depósitos cuaternarios. El tramo arcillo-margoso está presente en buena parte de las alineaciones mesozoicas de la Hoja, aunque no ha sido posible constatar su presencia o ausencia en algunas zonas (anticlinal de casa del Horno, flanco oriental del anticlinal de Mota del Cuervo y flanco occidental del anticlinal El Toboso). Muchas veces únicamente se reconoce por la presencia discontinua de unos carbonatos micríticos con una fina porosidad móldica muy característica. Las brechas son reconocibles como una unidad cartografiable únicamente en los anticlinales más nororientales de la Hoja.
Los mejores afloramientos se encuentran en los perfiles de Casa de Don y Mota del Cuervo, siendo también reconocibles estas facies en pequeños cortes parciales a lo largo de la carretera de Quintanar de la Orden a Los Hinojosos.
En el perfil de Casa de Don, situado entre los km 17-19 de la carretera de los Hinojosos a Villamayor de Santiago, aparecen 23 m de estos sedimentos atribuidos al Cretácico inferior. El contacto con los materiales jurásicos no es visible. Los primeros 10 m pertenecen al conjunto litoestratigráfico inferior. Son arcillas rojas y verdes, con finas capas de yeso, que están en parte cubiertas y presentan frecuentes signos de edafización. Sobre estas se apoyan 13 m de una alternancia de dolomías brechoidales de espesor centimétrico y decimétrico que tienen a veces base erosiva, con arcillas y margas de color rojo y verde y espesor decimétrico a métrico. Las dolomías presentan laminaciones algales y nódulos de yeso. A su vez en las arcillas se observan frecuentes signos de edafización y moldes de raíces. El tránsito hacia las arenas de Utrillas se hace mediante una superficie erosiva.
En Mota del Cuervo se han medido 12 m, de los cuales los 5 primeros están formados por una alternancia decimétrica de dolomías blancas algo arenosas y arcillas y margas de colores grises y negros. Las dolomías están finamente tableadas, presentan laminaciones algales y una fina porosidad. Los 7 m situados a techo son dolomías margosas tableadas, con laminaciones
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paralelas algales. El techo está marcado por un paleosuelo sobre el que se apoyan las arenas de Utrillas, siendo frecuentes las huellas de raíces y bioturbación.
El depósito corresponde a un medio lacustre muy somero o a un ambiente costero muy marginal que fue colonizado por vegetación.
Dadas las características litológicas y sedimentológicas expuestas es posible correlacionar los materiales descritos en los dos perfiles con los pertenecientes a la Fm Calizas de la Huerguina de edad Barremiense.
2.1.2.2. Arenas y areniscas silíceas y arcillas versicolores (4). Fm Arenas de Utrillas. Albiense-Cenomaniense
Está constituida principalmente por arenas y areniscas silíceas de grano fino de color amarillo, blanco y rojo, arcillas versicolores y cantos subredondeados de cuarzo y cuarcita de pequeño tamaño. Se observan también episodios ferruginosos de origen edáfico.
El contacto basal de esta unidad es erosivo, apoyándose bien sobre las facies Weald o bien sobre las calizas jurásicas. Las condiciones de observación de la formación no suelen ser buenas al encontrarse los sedimentos muchas veces cubiertos por depósitos cuaternarios.
Es un nivel muy continuo y de espesor reducido, alcanzando como máximo en esta zona 20 m. En los perfiles de Casa de Don y el Toboso se han medido 5 m mientras que en Mota del Cuervo se han medido 10 m. Son areniscas y arenas silíceas que intercalan lentejones de gravas, limolitas y arcillas de tonalidades rojo-verdosas. En las areniscas se observan estructuras de corriente tales como estratificación cruzada, planar y bases erosivas. En la parte superior aparecen intercalaciones carbonatadas, arenas y arcillas de color amarillo.
Se ha atribuido un origen continental fluvial a estos depósitos detríticos, no descartándose que el techo de los mismos pueda responder a un medio de llanura aluvial costera, como describe RUIZ (1996) en otros sectores de la Cordillera ibérica.
La asignación de edad de esta formación se hace por criterios de facies y posición estratigráfica, considerándola Albiense y alcanzando muy probablemente el Cenomaniense.
2.1.3. Cretácico Superior
Para el estudio del Cretácico Superior se han utilizado cuatro perfiles localizados en Mota del Cuervo, Casa de Don, el Toboso y Colmenar de la Garrona.
Aunque para su descripción se ha seguido la nomenclatura de formaciones propuesta por VILAS et al. (1982), su pequeño espesor ha impedido la cartografía individualizada de las
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mismas, por lo que han sido agrupadas en tres unidades cartográficas de acuerdo con su expresión morfológica.
La identificación de los materiales y diferenciación de las unidades presenta dificultades de observación ya que se trata de una región peniplanizada y los sedimentos muestran un alto grado de dolomitización, recristalización y brechificación que enmascaran sus características litológicas y sedimentarias originales.
2.1.3.1. Dolomías y margas (5). Fms Margas de Chera, Dolomías de Alatoz y Dolomías de Villa de Ves. Cenomaniense
Sobre las arenas de la Fm Utrillas se encuentran materiales margosos y dolomíticos que se han identificado en los perfiles de Mota del Cuervo y Casa de Don como pertenecientes a la Fm Dolomías de Alatoz, si bien no se excluye que unos pocos metros basales pertenezcan a la Fm Margas de Chera.
Está constituido por una alternancia de dolomías margosas de espesor decimétrico con margas arcillosas de igual espesor. Hacia techo la presencia de dolomías se hace más abundante, alcanzando las capas una potencia que supera el metro. El techo de este tramo dolomítico está marcado por una importante costra endurecida “hard ground”. Las dolomías de esta formación son margosas y nodulosas, presentando además laminaciones tendidas. También se observan capas con base canalizada, brechificaciones, intensa bioturbación y restos de ostreidos.
El espesor de la formación observado en los distintos perfiles es desigual, variando entre 6 y 12 m. La alternancia de dolomías y margas presenta cierta ciclicidad, señalando las margas la base de las secuencias somerizantes. La sedimentación tuvo lugar en una plataforma interna somera en la que las secuencias señalan la progradación de depósitos litorales sobre ambientes más profundos.
Este tramo se atribuye al Cenomaniense en base a su posición estratigráfica y a criterios regionales.
Sobre el “hard ground” de techo de las Dolomías de Alatoz se apoya la Fm Dolomías de Villa de Ves. Está constituida fundamentalmente por dolomías y presenta un espesor muy constante en la zona, en torno a 15 m.
Localmente se pueden diferenciar dos tramos litológicos. El basal está formado por dolomías de aspecto masivo y capas de margas de color crema de 0.5 m de espesor. En estas se observan laminaciones difusas, una abundante bioturbación horizontal y vertical, y se encuentran además algunas conchas de bivalvos.
El tramo superior constituye en algunos perfiles la totalidad de la formación. Está formado por calizas “packstone” y “grainstone” ricas en capas de moluscos (ostreas, etc.). Las calizas tienen
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base erosiva, bioturbación y estratificación cruzada, estando parcialmente dolomitizadas. Este tramo puede mostrarse también como una alternancia de capas decimétricas de dolomías brechificadas con bases erosivas, estratificaciones cruzadas, conchas de moluscos y bioturbación que alternan con capas decimétricas de margas nodulosas. En los estratos de dolomías se encuentran foraminíferos, briozoos y equínidos.
El tránsito a la formación suprayacente se hace normalmente de un modo neto, mediante una superficie ferruginosa “hard ground” y un nivel de condensación de fauna muy característico.
El depósito de los materiales de la Fm Villa de Ves se produce en un medio de plataforma interna que sufre etapas de somerización, llegando hacia techo a estar emergidos como señalan las edafizaciones y las costras ferruginosas. Esta formación tiene una edad Cenomaniense, de acuerdo con la presencia en la misma de Praealveolina (FERNÁNDEZ CALVO, C., 1986).
Para este autor, el conjunto cenomaniense en Altomira responde a secuencias de somerización sobre las que se instalan facies más fosilíferas, submareales, en una zona parcialmente protegida. La dolomitización sería muy temprana y estaría inducida por una alta salinidad debida a la intensa evaporación.
2.1.3.2. Margas y dolomías (6). Fms Margas de Casa Medina, Dolomías de la Ciudad Encantada (6a) y Margas de Alarcón. Cenomaniense superior-Santoniense inferior
Este conjunto da zonas deprimidas en el paisaje localmente interrumpidas por el resalte de las dolomías de la Ciudad Encantada. Su observación en general es difícil por la alteración del depósito y por estar en gran parte cubierta por cuaternario.
La parte inferior de esta unidad es asimilada a las margas de Casa Medina. Está constituida por margas dolomíticas y arcillas grises y verdes, con alguna intercalación carbonatada. Tiene un espesor de unos 6 m en Mota del Cuervo, alcanzando 10 m en sectores más septentrionales. Se apoya sobre la Fm Dolomías de Villa de Ves por medio de un “hard ground”.
Contienen foraminíferos planctónicos junto con restos de briozoos, equinodermos, gasterópodos y bivalvos. Esta fauna indica un medio sedimentario propio de plataforma externa.
Se atribuye a estos materiales una edad Cenomaniense superior-Turoniense atendiendo a criterios estratigráficos y regionales.
Sobre estas margas y de una forma transicional rápida, aparece una serie de dolomías y calizas, con un espesor variable entre 4 y 14 m que corresponden a la Fm Dolomías de la Ciudad Encantada (6a). Tienen un aspecto masivo y granuloso, siendo groseramente cristalinas. Pueden estar estratificadas en bancos gruesos y presentan colores que oscilan de grises a verdosos. A veces se reconocen estratificaciones cruzadas de gran escala y pueden tener recristalizaciones
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de calcita que aumentan su aspecto grosero. Hacia la parte media-alta de la formación se observan procesos de silicificación que dan lugar a la formación de nódulos de sílex. Hay zonas en las que la dolomitización no ha afectado al sedimento, observándose biomicritas y biopelmicritas (“packstone” y “grainstone”) ricas en moluscos y equínidos, con fuerte bioturbación y “patches” de rudistas. Las dolomías de esta formación se encuentran generalmente muy alteradas, disgregándose en cristales romboédricos de dolomita. Esto les da un aspecto arenoso bastante característico. Cuando la alteración no es muy intensa dan un resalte topográfico entre las dos unidades margosas que lo rodean, habiendo sido marcado en la cartografía como una línea de capa dada la importancia regional de esta formación.
El medio de sedimentación corresponde a una plataforma interna enérgica, zona de “foreshore”, que sufrió procesos de somerización y emersión que dieron lugar a procesos diagenéticos importantes, como dolomitizaciones y silicificaciones.
La edad de la formación, por criterios estratigráficos y regionales, es Turoniense.
Por encima de la anterior y mediante un tránsito brusco, se sitúan unos 12-20 m de margas con colores amarillentos, verdes y rosáceos que tienen algunas intercalaciones de margas nodulosas dolomíticas. Estos sedimentos corresponden a la Fm Margas de Alarcón y, aunque en general están bastante alteradas, presentan buen afloramiento en el flanco occidental del anticlinal de Mota del Cuervo, al norte de la Ermita de la Virgen del Valle. Su límite inferior se interpreta como una discontinuidad regional que divide el Cretácico Superior en dos ciclos sedimentarios (FERNÁNDEZ CALVO, C. et al., 1979; SEGURA, M. et al., 1999).
Los estudios realizados en ellas señalan la presencia de carofitas, ostrácodos y microcodium, los cuales nos indican un ambiente sedimentario continental o litoral con gran influencia del continente. Este medio sufrió emersiones acompañadas de procesos edáficos como así lo señala la presencia de microcodium y las marmorizaciones que afectan a las margas.
Se le atribuye una edad Coniaciense a Santoniense inferior atendiendo a criterios litoestratigráficos regionales.
2.1.3.3. Calizas, margas y arcillas (7). Fm Calizas y brechas calcáreas de la Sierra de Utiel. Santoniense-Campaniense
Sobre las margas de la Fm Margas de Alarcón se encuentran unas calizas que muy frecuentemente están brechificadas y/o dolomitizadas. Los mejores cortes de esta unidad se encuentran en los flancos occidentales de los anticlinales de Mota del Cuervo y el Toboso.
El espesor de la formación oscila entre 20 y 30 m y comprende tres tramos litológicos. El tramo basal está formado por calizas y dolomías brechoidales, el intermedio por margas de color crema y el superior por rocas carbonatadas similares a las basales. Oscilan entre zonas con finas alternancias de calizas y margas y zonas con una superposición de capas de caliza.
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Las calizas tienen el aspecto de calizas litográficas blanquecinas tableadas. Son biomicritas y biopelmicritas (“mudstones”, “wackestones” y “grainstones”), tienen estratificación cruzada, intensa bioturbación y en ellas se reconocen “pellets”, gasterópodos, bivalvos (ostreidos y rudistas), equínidos, miliólidos, ostrácodos, charáceas y laminaciones algales. MELÉNDEZ, F. (1972) y FERNÁNDEZ CALVO, C. (1982) identificaron Lacazina.
Las dolomías normalmente aparecen brechificadas. En ellas se observa, de un modo difuso, estratificaciones cruzadas y restos de moluscos. La génesis de la brechificación está asociada a disolución de niveles evaporíticos (MELÉNDEZ, F., 1972).
Los materiales se organizan en secuencias de somerización de escala decimétrica a métrica, que se desarrollan bien en barras calcareníticas propias de medios enérgicos, bien en calizas algales originadas en medios más tranquilos.
El conjunto de los depósitos de la formación se interpretan como sedimentados en una plataforma interna con episodios de somerización y emersión. La presencia de charáceas y ostrácodos nos indica que el medio tenía influencia continental, pudiendo corresponder a una zona litoral. La emersión de los depósitos probablemente venía acompañada de precipitación de evaporitas.
La edad de la formación es Santoniense-Campaniense.
2.1.3.4. Arcillas, margas y yesos (8). Campaniense-Eoceno inferior
Sobre la formación precedente se dispone una unidad de difícil observación debido a que por sus características litológicas da zonas deprimidas en el paisaje, se encuentra normalmente recubierta por depósitos cuaternarios y su techo está erosionado por depósitos cenozoicos.
El espesor de esta unidad es difícil de estimar dadas las malas condiciones de afloramiento y que localmente está erosionada por la unidad suprayacente. En el flanco del anticlinal de Mota del Cuervo no supera los 20-30 m de espesor. Sin embargo un sondeo hidrogeológico (ver el capítulo 6 de información del subsuelo) situado en el sinclinal de Casa de los Gallos, cortó 92 m de margas y arcillas por debajo del Cenozoico que son atribuibles a esta unidad.
En su base está formada por brechas calcáreas y dolomíticas que contienen cantos de calizas de miliólidos de la unidad infrayacente. En la vertical y lateralmente pasan a margas. Este tramo presenta espesores de 5-10 m y en él son frecuentes las alteraciones edáficas, recristalizaciones, huellas de raíces y moldes de cristales de yeso. En el flanco occidental del anticlinal de Mota del Cuervo, al sur del corte de este nombre, se observan por encima de este tramo intercalaciones de yeso y arcillas de tonos abigarrados.
El tránsito hacia la unidad suprayacente se observa en la carretera nacional Madrid-Alicante, a la altura del cerro Mingote. Está constituido por arcillas con niveles de margas y calizas
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margosas intercalados. Hacia techo intercalan areniscas y microconglomerados amarillos. Las areniscas presentan secuencias granodecrecientes, estratificación cruzada en surco y suave geometría canaliforme. Esta unidad constituye así un conjunto litológico muy heterolítico.
El medio de depósito de esta unidad se interpreta como una zona litoral que incrementa su influencia continental hacia techo. Su edad, por posición estratigráfica y criterios regionales podría ser Campaniense-Eoceno inferior.
2.2. CENOZOICO
El Cenozoico de la Hoja de Quintanar de la Orden se encuadra en las facies de borde de la cuenca de Madrid. Esta cuenca se individualiza de la Depresión Intermedia en el Paleógeno y permanece así durante la parte inferior del Neógeno. Su depocentro se sitúa próximo a su borde septentrional (Sistema Central), zona en la que llega a alcanzar los 3.500 m de potencia (QUEROL, R., 1989), siendo probable que los sedimentos neógenos alcancen puntualmente 1.000 m de potencia (MUÑOZ MARTÍN, A., 1997).
La sedimentación del Paleógeno y Neógeno inferior, de carácter marcadamente detrítico, está fuertemente influenciada por el desarrollo de las estructuras alpinas, por lo que la distribución de las distintas unidades y facies así como las relaciones geométricas entre ellas y en relación con la serie mesozoica, describe la evolución de la deformación. Los abanicos aluviales que se desarrollaron en el Paleógeno-Mioceno inferior cambiaron con el tiempo a depósitos más finos y mejor estratificados. En el Mioceno medio los sistemas lacustres se extendieron en los alrededores de Altomira, sugiriendo que este borde estaba inactivo en este tiempo (DE VICENTE
et al., 1996 a, b). En el Mioceno superior la cuenca de Madrid evoluciona a un sistema exorreico
con depósitos terrígenos fluviales y carbonatos lacustres someros.
El Paleógeno de la cuenca de Madrid ha sido estudiado en sectores más septentrionales por ARRIBAS, M.E. (1982, 1986 a, b) y ARRIBAS, M.E. (1991). En la depresión Intermedia hay que destacar los trabajos de DÍAZ MOLINA, M. (1974) y DÍAZ MOLINA, M. et al. (1989) así como la síntesis de DÍAZ MOLINA, M. y TORTOSA, A. (1996) y GÓMEZ, J.J. et al. (1996).
El Neógeno de la cuenca de Madrid ha sido estudiado por distintos autores, resumiéndose los aspectos más interesantes en de DE VICENTE, G. et al. (1996) y CALVO, J.P. et al. (1996).
La división de unidades presenta en esta hoja ciertas dificultades producidas por:
• Carácter marginal de los depósitos en un área de tránsito entre la depresión Intermedia y la cuenca de Madrid.
• La morfología actual del terreno no permite una observación clarificadora al no existir afloramientos y cortes en los que se pueda seguir con cierto rigor la serie estratigráfica, lo que hace de la división de unidades una mera especulación en algunos casos, atribuyéndoles una posición cronoestratigráfica en función de los cambios de facies regionales.
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2.2.1. Paleógeno
Está constituido por materiales detríticos originados en ambientes fluviales. A escala local y regional se encuentra representado por la Unidad Detrítica Inferior (DÍAZ MOLINA, M., 1974) y la parte basal de la Unidad Detrítica Superior (DÍAZ MOLINA, M. et al., 1989).
2.2.1.1. Arenas blancas, conglomerados y arcillas (9).Unidad Detrítica Inferior. Eoceno inferior-Oligoceno superior
Conjunto detrítico eminentemente areno-arcilloso de color blanco amarillento con niveles rubefactados. Se ha reconocido como perteneciente a la Unidad Detrítica Inferior (DÍAZ MOLINA, M., 1974). Las condiciones de afloramiento de la unidad son bastante deficientes, reconociéndose únicamente por la existencia de suaves resaltes dados por canales de areniscas y/o conglomerados, que dibujan las estructuras mesozoicas. Se apoya en paraconformidad (discordancia erosiva) sobre la serie cretácica y son erosionados a su vez por las series rojas cenozoicas suprayacentes.
En la columna de Mota del Cuervo, sobre las brechas carbonatadas y el tramo cubierto de la unidad cartográfica (8) se reconoce un conglomerado silíceo blanco-amarillento con matriz arenosa y cantos redondeados silíceos de 2-3 cm. En el camino de Mota del Cuervo a El Toboso, al este de Nava Medel, se encuentra un nivel bastante continuo de areniscas cuarcíferas con cemento carbonatado de grano medio-grueso y con estratificación cruzada en surco y planar.
La potencia reconocida en superficie de la unidad es de 10-20 m.
El medio de depósito se interpreta como fluvial, correspondiendo probablemente a zonas distales de abanicos aluviales de alta eficacia de transporte con áreas fuente en relieves paleozoicos situados al sur. No se ha reconocido en la Hoja la existencia de niveles de calizas palustres-lacustres y/o yesos como se refiere frecuentemente en sectores más septentrionales y orientales. Esta unidad marca el inicio de un nuevo ciclo sedimentario de ambiente netamente continental.
Se le atribuye una edad Eoceno-Oligoceno superior por su posición estratigráfica y criterios regionales, apoyados en la fauna encontrada en distintos yacimientos en la Depresión Intermedia que comprenden probablemente las zonas de mamíferos Headoniense, Sueviense y Arverniense (CRUSAFONT, M. y AGUIRRE, E., 1973; DAAMS, R. et al., 1989).
2.2.2. Paleógeno-Neógeno
2.2.2.1. Conglomerados poligénicos, areniscas y arcillas rojas (10). Conglomerados calcáreos rojos y arcillas (11). Unidad Detrítica Superior. Oligoceno superior-Mioceno inferior (Ageniense)
Esta unidad aflora en los flancos de los anticlinales mesozoicos, con geometría de “offlap” respecto a las estructuras, y se apoya en discordancia erosiva tanto sobre la unidad 9 como
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sobre la 8. Las condiciones de afloramiento son deficientes, identificándose únicamente cortes parciales de la unidad. Ha sido interpretada como correlacionable con la parte inferior de la unidad Detrítica Superior de DÍAZ MOLINA, M. et al. (1989).
Se reconocen dos facies distintas en cuya distribución es determinante la posición de los ejes anticlinales. Los conglomerados polimícticos, areniscas y arcillas rojas (10) presentan su mejor afloramiento en el corte del camino de Mota del Cuervo a El Toboso del flanco oriental del anticlinal de Cañada de la Vaca, así como en una gravera situada en el camino de Casa de Sopas, al ESE de El Toboso.
Está constituido por canales de arenisca de grano medio-grueso que alternan hacia la base con niveles de arcillas rojas con nódulos de carbonatos. Hacia la zona media aparecen niveles de conglomerado “matrix supported” a “clast supported”, con cantos redondeados dominantemente cuarcíticos siendo minoritarios los de calizas mesozoicas. El tamaño medio de estos es de 5-10 cm, existiendo puntualmente cantos de 15-20 cm. En los canales de areniscas y conglomerados se observa estratificación cruzada planar y en surco y granoclasificación positiva. Hacia techo pasan a arcillas rojas con limos y pasadas de detríticos gruesos. El color general de la unidad es pardo-rojizo.
Los conglomerados calcáreos rojos y arcillas naranjas (11) presentan su mejor afloramiento en el flanco occidental del anticlinal de Cañada de la Vaca.
Es un depósito incipientemente estructurado, sin superficies de estratificación netas, formado por niveles de conglomerado de 0,20 a 0,50 m de espesor que aumentan hacia techo hasta 1-1,5 m y que alternan con tramos de arenas y arcillas margosas con una potencia de 1-1,5 m. Los niveles conglomeráticos están formados mayoritariamente por cantos angulosos de carbonatos escasamente cementados y con una incipiente granoclasificación; el tamaño medio de los cantos es de orden centimétrico siendo el centil de 15 cm.
El medio de depósito de esta unidad es típico de abanicos aluviales con facies distales canalizadas (10) y facies proximales más masivas (11) y con áreas fuente distintas. En el primer caso el área fuente serían los relieves paleozoicos del borde de cuenca mesozoica y en el segundo los relieves mesozoicos incipientemente formados.
La edad atribuida a esta unidad, por posición estratigráfica y criterios regionales, es Oligoceno-Mioceno inferior (Ageniense).
2.2.3. Neógeno. Mioceno y Plioceno de la Cuenca de Madrid
La estratigrafía general del Neógeno de la cuenca de Madrid ha sido ya establecida en trabajos anteriores (ALBERDI M.T. et al., 1983; JUNCO, F. y CALVO, J.P., 1983; ANTUNES, M.T. et al., 1987). La división de unidades propuesta está basada en el análisis tectosedimentario del registro mioceno de lacuenca. En cuanto a los depósitos paleógenos infrayacentes, han sido
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estudiados por ARRIBAS (1985) en las zonas marginales de laparte septentrional de la cuenca, quedando un tanto indefinida, por ausencia de criterios biocronoestratigráficos, laposición temporal del límite entre aquéllos y las unidades neógenas.
La división estratigráfica comúnmente aceptada para el Neógeno de la cuenca de Madrid admite cuatro unidades principales: tres para el Mioceno (Inferior, Intermedia y Superior) y una para el Plioceno.
La Unidad Inferior del Mioceno (Ageniense-Aragoniense medio), se compone principalmente de facies evaporíticas de anhidrita (frecuentemente transformada en yeso en los afloramientos), halita, arcillas y carbonatos (magnesita y dolomita). Este conjunto de facies evaporíticas grada lateralmente a sucesiones arcillosas con pasadas de yeso y/o anhidrita en nódulos y de aquí a depósitos clásticos progresivamente más gruesos, configurando todo ello una disposición centrípeta de facies características de un ámbito hidrológico y geomorfológico de una cuenca endorreica.
La Unidad Intermedia (Aragoniense medio-Vallesiense), presenta notables diferencias. Dominan en ella las facies lacustres carbonatadas (calcita y dolomía), conservándose no obstante la ordenación de facies con las orlas de facies aluviales, más gruesas hacia los bordes de la cuenca y más lutíticas hacia zonas distales. Estas facies aluviales son diferentes tanto en composición de cantos como en arquitectura deposicional. Dichas diferencias están controladas esencialmente por la heterogeneidad litológica del área fuente y el funcionamiento tectónico diferenciado de estos a lo largo del Aragoniense y Vallesiense inferior. Esta unidad se ha dividido a su vez, en diferentes sectores de la cuenca, en dos secuencias, Unidad Intermedia I y Unidad Intermedia II, caracterizadas por dos episodios de progradación-retracción de facies detrítico carbonatadas.
La Unidad Superior del Mioceno (Turoliense superior-Rusciniense), está compuesta por una sucesión de escasa potencia que consta en general de un nivel inferior predominantemente clástico y un nivel superior formado por carbonatos. En el ámbito general de la cuenca, esta unidad se dispone erosivamente sobre la Unidad Intermedia, sellando una superficie de paleokartificación bien desarrollada sobre los niveles carbonáticos que culminan esta última unidad (CALVO, J.P. et al., 1989).
La unidad pliocena se instala sobre una superficie erosiva que afecta a las unidades infrayacentes. Los depósitos pliocenos son de carácter detrítico y multiepisódico (zonas de borde), y se hallan bien representados en los sectores NE, centro y S de la cuenca, con facies de arcillas limosas rojizas o anaranjadas y con desarrollo a techo de costras carbonáticas.
Dentro la serie neógena de la presente Hoja, se han distinguido y cartografiado varias unidades cartográficas, atendiendo a sus características litológicas y de facies. las relaciones verticales y laterales de estas unidades en el ámbito del área de trabajo, ponen de manifiesto que son litofacies genéticamente relacionadas entre sí, que registran el desarrollo coetáneo y limitado a determinados espacios geográficos, de determinados procesos y ambientes sedimentarios, lo que en la bibliografía viene siendo denominado como Sistema Deposicional (ANADÓN et al., 1989). A su vez, estos Sistemas Deposicionales, forman conjuntos también genéticamente
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relacionados y limitados por discontinuidades, o por sus continuidades correlativas, conformando Secuencias Deposicionales, según la definición de los anteriores autores.
En el caso de la serie neógena que se estudia, los límites de estas secuencias son discontinuidades que representan cambios en la polaridad sedimentaria (progradación-retracción) y/o discordancias o bien cambios en la paleogeografía de la cuenca. Estas discontinuidades son observables sobre todo en las zonas proximales de los sistemas aluviales situados en la zona oriental de la Hoja. Los límites, se han seguido en la cartografía, poniéndose de relieve mediante líneas discontinuas, que en la normativa MAGNA representan un contacto discordante. Sin embargo, excepto sobre los materiales mesozoicos y paleógenos plegados donde la angularidad de las capas es evidente, en el resto de los casos dicha angularidad no existe (al menos en el ámbito cartografiado), de modo que la notación se mantiene como apoyo al seguimiento y comprensión de la estratigrafía del mapa geológico.
Las secuencias deposicionales anteriormente descritas coinciden en gran medida con la división clásica considerada como válida para la cuenca de Madrid. Dicha correlación se explica más detenidamente en los apartados siguientes.
2.2.3.1. Mioceno. Unidad Intermedia
Las unidades pertenecientes a esta secuencia, constituyen los depósitos inferiores del Neógeno de la presente Hoja. Estas, se apoyan en discordancia sobre los materiales plegados del Mesozoico y Paleógeno aflorantes en el área oriental del mapa.
A grandes rasgos se caracteriza por dos episodios de progradación-retracción de los sistemas aluviales (12), adosados a los relieves mesozoicos y paleógenos orientales. Las facies distales de dichos sistemas (13b y 13), experimentan asimismo los anteriores cambios en la polaridad sedimentaria, con la particularidad de que en el episodio inferior las facies más distales son evaporíticas y lacustres (14, 15 y 16), y en el superior dichas facies son arcillo-limosas (13).
Si se tienen en cuenta por una parte las unidades definidas para la cuenca de Madrid por JUNCO, F. y CALVO, J.P. (1983) y SANZ, E., et al. (1992), y que la Unidad Inferior cartográficamente queda geográficamente más al norte de la Hoja y por debajo estratigráficamente de los afloramientos de área estudiada, puede decirse que el ciclo progradante (12, 13b 14, 15 y 16) correspondería tentativamente a la Unidad Intermedia I (Aragoniense medio-superior), y el ciclo retractivo (12, 13 y 13lc) a la Unidad Intermedia II (Aragoniense superior-Vallesiense).
2.2.3.1.1. Brechas, conglomerados polimícticos anaranjados, areniscas y limos rojos (12). Aragoniense medio-Vallesiense
Aflora a lo largo del sector centro-oriental de la Hoja, bien bordeando los materiales de las unidades mesozoicas, o bien como afloramientos aislados dentro de ellos. En general su
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expresión morfológica es escasa, motivado por la intensa actividad agrícola desarrollada sobre sus depósitos.
La unidad se apoya de forma discordante sobre los materiales mesozoicos y paleógenos plegados (zona oriental de la Hoja). Esta discordancia, sin embargo, no ofrece buenos afloramientos para su observación directa. La unidad experimenta unos cambios laterales muy rápidos hacia las facies lutíticas de la unidad 13. De la geometría de dichos cambios de facies pueden deducirse episodios de progradación-retracción.
Su potencia máxima estimable de unos 40 m.
Litológicamente consiste en una alternancia de capas de conglomerado, areniscas y lutitas. Las capas de conglomerado tienen un espesor medio entre 2 y 5 m y se presentan con una base erosiva con abundantes “scours” que indican paleocorrientes hacia el O y SSO. En general los paleocanales se encuentran poco incididos, originando cuerpos laxos de longitud decamétrica. Internamente poseen cicatrices erosivas que representan un marcado relleno multiepisódico. El techo de estas capas a veces, está constituido por un tramo de arenisca de grano grueso a medio, con “ripples” de corriente, mostrándose las típicas secuencias granodecrecientes. En otras ocasiones el techo de los paleocanales es plano, depositándose encima directamente las lutitas rojas. Ejemplos de este tipo de paleocanales pueden observarse, aunque con limitaciones de afloramiento en la columna del Chozo de Benito (SE de la Hoja), entre El Toboso y Mota del Cuervo. Los cantos son principalmente de diversos tipos de calizas (formaciones mesozoicas) y cuarzo con tonalidades blanquecinas y rojizas, siendo su tamaño medio entre 5 y 7 cm.
Las lutitas son de color pardo rojizo y presentan intercalaciones de niveles tabulares de arena fina a gruesa con laminación paralela y “ripples”, así como horizontes de edafización esporádicos.
Se interpretan como depósitos de cursos de agua trenzados próximos a abanicos aluviales, con un régimen hidráulico de fuerte estacionalidad como lo demuestran la arquitectura interna del depósito (cicatrices, fuertes incisiones, etc.), así como un alto gradiente para los abanicos, con una relativamente acusada pendiente deposicional, atestiguado por sus rápidos cambios en la horizontal hacia facies más distales de lutitas y limos (13).
Por su posición estratigráfica la unidad se considera Mioceno medio-superior (Aragoniense medio-Vallesiense).
2.2.3.1.2. Arcillas y limos arenosos rojizos (13). Paleosuelo carbonatado (13a). Areniscas y lutitas rojas (13b). Limos arenosos calcificados (13lc). Aragoniense medio-Vallesiense
Aflora extensamente a lo largo de la mitad occidental de la Hoja.
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Los materiales que constituyen la presente unidad poseen unas relaciones laterales muy variadas. De este modo se dispone sobre la unidad evaporítica 14 y sobre los conglomerados de la unidad 12 a los que en parte pasa lateralmente. Asimismo, pasa lateralmente a las unidades 15 y 16. Su techo habitualmente se encuentra limitado por las Calizas del Páramo (19) o a las facies detríticas de su base (17).
La potencia oscila entre 10 y 30 m.
Los afloramientos a lo largo del Río Cigüela (sector N), y los situados por debajo de las Calizas del Páramo (19), han sido cartografiados con el término general de la unidad (unidad 13), siendo estos los más modernos. Están compuesta por arcillas de color rojo intenso muy homogéneas en las que a veces se muestran intercalaciones de niveles arenosos de escasa continuidad lateral de escala decimétrica. Son frecuentes las edafizaciones y horizontes edáficos, así como la bioturbación probablemente debida a raíces de plantas. Esta unidad y sus cambios laterales correspondientes (13lc y 12), se correlacionan tentativamente la Unidad Intermedia II de la cuenca de Madrid.
Uno de los anteriores horizontes edáficos, forma un paleosuelo calcimorfo de cierta entidad en la zona SO de la Hoja, registrado en la columna de Palomares, en la carretera entre Quero a Miguel Esteban (unidad 13a). Litológicamente se trata de unas calizas de aspecto carniolar muy recristalizadas y de color gris rojizo oscuro. Se presenta en paquetes estratificados de unos 30-40 cm, siendo el espesor conjunto de 2-3 m. Hacia la base se reconoce un tramo de margas y margocalizas nodulosas. Un nivel semejante aparece asimismo, en la columna de Pedregoso, en la base de las Calizas del Páramo (19), aunque por su escasa entidad no se ha distinguido en la cartografía.
En la zona meridional de la Hoja y sobre los depósitos evaporíticos de la unidad 14 y pasando lateralmente a las unidades carbonatadas 15 y 16, se ha distinguido la unidad 13b. Dicha unidad está compuesta por areniscas y lutitas rojas. Esta unidad posee una gran convergencia de facies con el termino general (13), diferenciándose de la misma por la mayor frecuencia en las intercalaciones de areniscas.
En la esquina NO de la Hoja y hacia el techo de la unidad, se ha diferenciado una unidad de limos arenosos calcificados (unidad 13lc). En afloramiento, estos materiales se asemejan en gran medida a las calizas micríticas del Páramo (19), sin embargo en corte fresco presenta unas coloraciones rojizas y anaranjadas que la caracterizan.
Como se observa en la cartografía de la hoja suprayacente Corral de Almaguer-660, la calcificación de los limos arenosos se desarrolla cuando no existe un recubrimiento de sedimentos detríticos pliocenos sobre las calizas del Páramo (19), o bien cuando no aparece la unidad detrítica en su base (17). En este sentido, la calcificación cabría interpretarla en relación con procesos kársticos de disolución en las calizas del Páramo cuando estas estuvieran expuestas a las aguas superficiales. Las aguas saturadas en carbonato, al circular verticalmente calcificarían a los materiales infrayacentes al precipitar dicho carbonato. En los lugares donde
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la base de las calizas está ocupada por la unidad de areniscas (17), estas experimentarían un proceso de cementación intenso, preservando de la calcificación a los limos arenosos.
Esta unidad de arcillas y limos arenosos, se interpretan como depósitos de arroyadas difusas en un ambiente de llanura lutítica seca. Estos materiales constituirán las facies distales de los abanicos aluviales procedentes de los relieves mesozoicos orientales. La superposición de esta unidad arcillo-limosa (13) sobre los depósitos conglomeráticos de la unidad 12, indica una cierta retracción en dichos sistemas aluviales. Los paleosuelos calcimorfos (13a) representarían episodios de escasa o nula sedimentación, con el consiguiente desarrollo de los procesos edáficos, precedentes al establecimiento de ambientes lacustres someros, como lo indica el que, al menos en el ámbito de la Hoja, se hallen hacia la base de este tipo de depósitos (calizas de las unidades 16 y 19).
La edad atribuida a la unidad, por su posición estratigráfica sería Mioceno inferior-medio (Aragoniense medio-Vallesiense).
2.2.3.1.3. Margas verdes, margocalizas y yesoarenitas (14). Aragoniense medio-superior
Aflora en el sector centro-oriental de la Hoja, en afloramientos de escasa calidad que limitan mucho su descripción precisa.
La base de la unidad no es observable, siendo su espesor estimado por comparación con hojas adyacentes entre 15 y 20 m.
En la columna de Valdehermoso, (entre Miguel Esteban y La Puebla de Almoradiel), en una calicata de unos 2,5 m de profundidad, se observan vagamente las características litológicas de esta unidad. Consisten en margas yesíferas blanquecinas y beiges, pulverulentas que engloban esporádicamente nódulos de yeso enterolítico. A veces estos nódulos se hacen más abundantes conformando horizontes deciméticos compactos que originan un mayor resalte.
El ambiente de sedimentación correspondería al borde de un lago salino de escasa profundidad, con aguas cerca del punto de saturación del yeso, donde los nódulos se desarrollarían en la interfase sedimento-agua, entre margas originadas por decantación de material más fino y precipitación de carbonatos. Así pues, el tipo de depósito, revela episodios de sequedad junto con otros de avenidas de aguas, típicos de un clima más bien seco. Por otra parte, la distribución de estas facies de yesos en el ámbito de la Hoja, indicaría que el depocentro lacustre salino estaría situado hacia el sector SO. Si se tienen en cuenta la variedad de depocentro evaporíticos que existen en hojas adyacentes (Corral de Almaguer-660), el contexto paleogeográfico para este tipo de facies sería el de pequeñas cuencas evaporíticas aisladas y alimentadas por aportes provenientes principalmente de los relieves orientales.
Por su relación con unidades adyacentes la edad que se atribuye a la unidad es Aragoniense medio-superior.
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2.2.3.1.4. Margas y margocalizas blancas (15). Aragoniense medio-superior
Aflora con una extensión en general reducida, en cuatro afloramientos. Dos de ellos se sitúan al N y S respectivamente de la localidad de Quintanar de la Orden. Otro afloramiento se encuentra en la esquina SO entre las localidades de Quero (fuera del ámbito de la presente Hoja) y Miguel Esteban. Por último el más extenso se halla al NO de la Hoja.
La unidad aparece asociada a las calizas de la unidad suprayacente (16), situándose casi siempre a muro de esta. Solo en el afloramiento de la esquina NO, su techo corresponde a los limos rojos de la unidad 13.
En la columna de Quintanar, situada en la carretera entre dicha localidad y El Toboso, está compuesta por margas y margocalizas de color blanquecino, de escasa calidad de afloramiento (campos de viñas). Hacia techo los niveles margosos son más compactos e incorporan intraclastos de color beige, dando paso a las calizas micríticas de la unidad suprayacente (16).
La unidad se interpreta como depositada en un ambiente de borde de lago somero (palustre), con afluencia de aguas con material en suspensión que originarían el depósito de margas e intraclastos.
Se le atribuye una edad Aragoniense medio-superior.
2.2.3.1.5. Calizas micríticas beige (16). Aragoniense superior
A grandes rasgos, se han cartografiado en tres de los cuatro afloramientos descritos para la unidad anterior, no apareciendo tan solo en el situado en la esquina NO de la Hoja. Pequeños afloramientos aparecen asimismo en la margen izquierda del río Cigüela, próximos al borde N, y en otro situado en las afueras de la localidad de Villanueva de Alcardete (límite septentrional de la cartografía).
La unidad presenta en general una escasa expresión morfológica, motivada por la intensa actividad agrícola desarrollada sobre sus materiales. Sin embargo, es posible distinguir sobre la misma, una superficie producida por la mayor erosionabilidad de la unidad suprayacente (limos de la unidad 13). Esta superficie morfológica constituye un pequeño “páramo”, claramente inferior al desarrollado sobre las Calizas del Páramo (19), propiamente dicho y ampliamente extendido por la cuenca de Madrid.
La unidad cambia lateralmente a los limos rojos de la unidad 13b, y se sitúa siempre por encima de las margas de la unidad precedente (14). La potencia es escasa oscilando entre 1 y 2 m de espesor.
Consiste en unas calizas micríticas muy blancas y compactas, con porosidad fenestral muy penetrativa, con un contenido numeroso de intraclastos y restos de gasterópodos y caráceas.
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El ambiente de depósito de esta unidad, fue el de un lago somero, intermedio entre las facies aluviales representadas por la unidad 12 y las evaporíticas de la unidad 14, y desarrollado en un episodio de retracción de las facies detríticas provenientes del este. Así pues, esta unidad culmina un primer ciclo sedimentario de progradación-retracción en las facies que se relaciona tentativamente con la Unidad Intermedia I de la cuenca de Madrid.
Por su posición estratigráfica, la edad de la unidad sería Aragoniense superior.
2.2.3.2. Mioceno. Unidad Superior
Esta unidad, ampliamente reconocida en la cuenca de Madrid, se separa de la unidad anterior mediante una ruptura sedimentaria que conlleva un cambio en el régimen de sedimentación de la cuenca, según el cual aquella, deja de producirse en ambientes distribuidos de acuerdo a un sistema centrípeto, (con facies proximales hacia el E y facies distales hacia el O), para realizarse en un complejo fluvio-lacustre. Igualmente, el cambio se verifica en los sedimentos resultantes, pues los depósitos de naturaleza evaporítica son sustituidos por otros propios de agua dulce. El límite superior de la secuencia lo constituye la base de los sedimentos atribuidos al Plioceno.
En general, dentro de esta secuencia se han diferenciado dos etapas evolutivas. Durante la primera se instala una red fluvial (17, de escasa representación en la Hoja), con canales que transportarían arenas. En la segunda etapa, remite el sistema fluvial dando paso a la expansión de sistemas lacustres carbonatados, con facies palustres variadas (18) y sedimentación de las calizas micríticas del Páramo (19).
Siguiendo el modelo estratigráfico de JUNCO, F. y CALVO, J.P. (1983) y SANZ, E., et al. (1992) para la cuenca de Madrid, esta unidad correspondería a la Unidad Superior. El yacimiento de Canteras de Iberia (SANZ, E., et al., 1992) situado en la base de los afloramientos de las calizas de esta misma unidad en la Mesa de Ocaña, junto con las dataciones magnetoestratigráficas del centro de la cuenca (MONTES, M. et al., 2006), le otorgan una edad Mioceno superior-Plioceno inferior (Turoliense superior-Rusciniense).
2.2.3.2.1. Microconglomerados y areniscas cuarcíticas (17). Turoliense superior-Rusciniense
Esta unidad que, aparece bien representada en la vecina Hoja de Corral de Almaguer-660 (N), solo se ha podido observar en un afloramiento de la margen derecha del río Cigüela, próxima a la carretera(N-301), entre Corral de Almaguer y Quintanar de la Orden.
Aparece a techo de las lutitas y limos rojos de la unidad 13 y en la base de las calizas micríticas del Páramo (19). Dada la escasez de su afloramiento, su potencia no es observable con claridad, aunque no sobrepasa los 2 m.
